Soutenance mémoire
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Cadre géologique
Les Pyrénées constituent une chaîne de montagne issue de la collision entre la plaque eurasienne et la microplaque ibérique après la fin du Crétacé et à la suite de l’ouverture du Golfe de Gascogne, cette dernière provoquant des mouvements entre les deux plaques (transpression, transtension, compression, collision) et remobilisant des terrains structurés lors des orogenèses calédoniennes et hercyniennes. Ce cycle orogénique alpin est à l’origine de la structuration actuelle de la chaîne et des éléments morphologiques qui font sa spécificité (surfaces d’aplanissement notamment), lesquels ont influé sur son développement topographique quaternaire. La compréhension de la structuration actuelle passe également par une caractérisation des formations constitutives de la Zone Axiale (Fig. 2.2) et de leur mise ne place en contexte pré-orogenèse alpine. Les différentes étapes de l’histoire géologique des Pyrénées et plus particulièrement de sa phase de collision alpine ont été documentées par de nombreux travaux stratigraphiques et structuraux (Daignières et al., 1982 ; Mattauer, 1968 ; Mattauer et Séguret, 1971 ; Séguret, 1972 ; Souquet et al., 1977), par l’étude du profil de sismique réflexion profonde ECORS (Choukroune et ECORS Team, 1989, 1990 ; Choukroune et al., 1990 ; Sibuet et al., 2004), et plus récemment par thermochronométrie basse température (Fillon et van der Beek, 2012 ; Fitzgerald et al, 1999 ; Gibson et al., 2007 ; Gunnell et al., 2008, 2009 ; Jolivet et al., 2007 ; Metcalf et al., 2009 ; Maurel et al, 2002, 2008 ; Sinclair et al., 2005). Les informations présentées dans ce paragraphe – et notamment dans le 1.1 et 1.2 – s’appuient fortement sur la Synthèse géologique et géophysique des Pyrénées (Barnolas et al., 1996), l’Histoire géologique des Pyrénées (Canérot, 2008) ainsi que l’article de synthèse de Vergés et al. (2002).
Grands ensembles lithostructuraux
La chaîne pyrénéenne est divisée en plusieurs grands ensembles structuraux (Fig. 2.2) (Mattauer et Séguret, 1971 ; Saint-Blanquat, 1993). La Zone Axiale – la partie la plus interne et la plus élevée de l’orogène – est constituée d’un substrat paléozoïque principalement composé de batholites granitiques carbonifères, d’orthogneiss mis en place avant ou au début du cycle hercynien et de roches méta-sédimentaires cambriennes à dévoniennes (Fig. 2.3). Ce sont des terrains ayant subi l’orogenèse hercynienne avant d’être remobilisés à la période alpine. La limite septentrionale de la Zone Axiale est matérialisée par la faille en décrochement nord-pyrénéenne tandis sa bordure méridionale est plutôt marquée par le chevauchement des terrains mésozoïques. C’est au sein de la Zone Axiale que se situe l’ensemble des massifs étudiés dans cette thèse.
Les formations géologiques de la Zone Axiale
Les formations géologiques de la Zone Axiale (Fig. 2.3) sont issues de l’histoire précoce de la chaîne pyrénéenne lors du cycle calédonien (530-400 Ma) mais surtout lors de l’orogenèse hercynienne (400-250 Ma). En résultent les trois grands ensembles géologiques (formations méta-sédimentaires, batholites granitiques et dômes orthogneissiques) ainsi que des lambeaux de roches protérozoïques métamorphisés (principalement des migmatites et des schistes pélitiques : séries de Canaveilles) qui n’affleurent plus actuellement que dans les Pyrénées orientales.
Terrains sédimentaires à méta-sédimentaires paléozoïques
Les formations méta-sédimentaires paléozoïques de la Zone Axial sont issue d’une sédimentation de bassin (pélites, grès fins) et de plate-forme (calcaire, conglomérats, grès, quartzites) qui se met en place du Cambrien (541-485 Ma) jusqu’au Dinantien (360-330 Ma) (Canérot, 2009). Les dépôts cambriens peu métamorphisés de la formation d’Evol (pélites, grès fins, calcaires) sont ainsi typiques d’une zone de bassin ou de plate-forme externe. Le métamorphisme est moins prononcé dans les siltites et schistes rubanés de la formation de Jujols (Cambrien moyen à début Ordovicien) tandis que la partie supérieure du Paléozoïque (du Silurien au Carbonifère moyen : 440-330 Ma) est principalement constitué de terrains très peu métamorphisés de plate-forme parfois riches en fossiles (schistes ampélitiques, calcaires, quartzites, dépôts détritiques). Les formations sédimentaires, volcaniques et volcanoclastiques post-orogéniques du Stéphanien (307-299 Ma) et du Permien (299-252 Ma) traduisent elles, les effets d’un rifting précoce lors du début du cycle alpin. Ces terrains sont actuellement surtout représentés dans l’extrémité occidentale de la Zone Axiale.
Batholites granitiques carbonifères
Les batholites granitiques (ou granitoïdes) pyrénéens sont mis en place dans la partie terminale de l’orogenèse hercynienne (335-295 Ma) et plus particulièrement en contexte extensif post-orogénique (310-295 Ma) (Fig. 2.4) (Roberts et al., 2000 ; Maurel et al., 2004 ; Denèle et al., 2014), dans des encaissants sédimentaires à méta-sédimentaires cambriens à namuriens. Si de nombreuses variétés de granites les composent (leucogranites, granodiorites), il semble que ce soient les monzogranites qui constituent l’essentiel de ces massifs. Des formations de roches basiques (diorites et gabbros) sont localement associées aux massifs de granitoïdes (Lys-Caillaouas, Cauterets) dont elles constituent les précurseurs dans le processus d’intrusion magmatique. Ces granitoïdes sont actuellement parmi les massifs les plus élevées de la chaîne pyrénéenne, probablement en raison d’une érosion différentielle les avantageant par rapport aux formations sédimentaires à méta-sédimentaires.
Dômes gneissiques ordoviciens/carbonifères
Les dômes gneissiques (Aston, Canigou) constituent actuellement de grands massifs elliptiques allongés E-W et résultent des déformations et du métamorphisme actifs au cours du cycle hercynien sur des corps granitiques intrudés (laccolites) dans la couche supérieur de la lithosphère (Barnolas et al., 1996 ; Maurel, 2003). Leur chronologie de développement a fait l’objet de plusieurs hypothèses successives. Ils ont d’abord été considérés comme les vestiges d’un ancien socle cadomien (Fonteille et Guitard, 1968 ; Guitard, 1970 ; VitracMichard et allègre, 1975b) mais il est aujourd’hui établi qu’il s’agit d’intrusions plutoniques s’immisçant dans les dépôts paléozoïques à l’Ordovicien (Deloule et al., 2002 ; Laumonier et al., 2004 ; Mezger and Gerdes, 2016) ou bien durant le Carbonifère (Denele et al., 2009 ; Mezger, 2010a, b). Dans le dernier cas, le processus de fonte partielle, de migration du magma et de formation des dômes se serait déroulé sur une courte période de ~5 Ma aux alentours de 304 Ma (Stéphanien) (Denèle et al., 2014), tandis que les âges mesurés par Denele et al., (2009) et Mezger (2010a, b) correspondraient à la mise en place des laccolites granitiques dont sont issus les dômes. Cette « filiation » explique la similarité de composition minéralogique entre ces massifs gneissiques et les batholites granitiques.
L’érosion des formations cristallines
L’érosion de ces formations granitiques et gneissiques minéralogiquement proches est assez similaire (quartz, feldspaths potassiques, plagioclases, micas). L’altération chimique de ces lithologies agit par hydratation (addition d’eau sans modification chimique) et par hydrolyse (réaction chimique aboutissant à la décomposition d’une substance sous l’action de l’eau). Les minéraux constitutifs de ces lithologies granitiques sont caractérisés par des vitesses d’altération différentes. En outre, ceux-ci sont jointifs ; ces joints offrent de nombreuses surfaces aux processus chimiques qui vont attaquer les liaisons entre les éléments chimiques. Les micas noirs ne résistent pas à l’altération chimique et vont se transformer en argile les premiers, ce qui va libérer un espace dans la roche et accélérer sa dégradation (Huggett, 2011). Cela favorise le démantèlement de la roche et aboutit à la création d’une arène granitique au sein de laquelle persistent les grains de quartz, minéraux les plus résistants. Le développement d’un couvert végétal contribue également à cette altération par action chimique (biocorrosion, action des acides humiques) et mécanique (croissance du réseau racinaire). De plus, l’existence de faiblesses structurales ou de diaclases facilite le passage de l’eau et crée des plans d’altération accrue, aboutissant au découpage de blocs de roche cohérents qui subsistent (temporairement) après évacuation de la fraction altérée. Ces plans de faiblesse sont également autant d’espaces propices à l’action des cycles de gel-dégel (cryofracturation) fréquents en montagne. Ces processus constituent un paramètre important à prendre en compte dans le développement des formes d’érosion (cirques, vallées, plateaux…) (cf. 3.3. Les cirques des Pyrénées), lesquelles se situent essentiellement dans des terrains granitiques et gneissiques dans cette thèse. Le matériel quartzeux produit constitue en outre une cible de choix pour les analyses par nucléides cosmogéniques (cf. Chapitre 3).
Collision et orogenèse alpine
Le cycle alpin démarre dès la fin du Carbonifère par l’érosion de la chaîne hercynienne, laquelle ne constitue plus à la fin du Permien qu’une immense pénéplaine (Canérot, 2008). L’histoire tectonique des Pyrénées jusqu’à aujourd’hui est alors en grande partie contrôlée par le mouvement de la plaque ibérique par rapport à la plaque européenne notamment au travers du jeu en décrochement de la Faille Nord-Pyrénéenne (ou Faille NordIbérique) (Fig. 2.2) (Choukroune et Mattauer, 1978). Ainsi, jusqu’au Crétacé supérieur (~70 Ma), le contexte tectonique est extensif avec un déplacement de la plaque ibérique vers le nord le long de la FNP (mouvement en transtension) synchrone de l’ouverture de l’Océan Atlantique (Olivet, 1996) et le déroulement de deux périodes de rifting (Vergés et García Senz, 2001).
Un climat entre influences océaniques et méditerranéennes
Le climat – comme dans l’essentiel des chaînes de montagne – a eu un impact sur l’évolution de la morphologie et du relief pyrénéen (cf. Chapitre 1). Il est donc plus que nécessaire de passer à la caractérisation du climat pyrénéen. La description qui en est faite dans ce paragraphe se rapporte au climat actuel et plus précisément à ses variations variations spatiales. Par extension et étant donnée la faible amplitude/durée des variations climatiques durant l’Holocène, les données sont également représentatives du climat « moyen » de cet interglaciaire dans la chaîne. Il est par ailleurs fort probable que les aires de répartition des influences climatiques (atlantiques et méditerranéennes) n’aient pas varié. De fait, les informations climatiques fournies ici concernent plus particulièrement les chapitres 5 et 6. Les variations paléoclimatiques (würmiennes, tardiglaciaires et holocènes) dans l’orogène pyrénéen sont décrites au travers des variations de l’étendue de l’englacement (cf. 3. Chronologie des glaciations pléistocènes).
Aires de répartition des influences climatiques
L’orogène pyrénéen est caractérisé climatiquement par une double influence océanique et méditerranéenne. Les influences océaniques (climat doux et humide) dominent l’ensemble des Pyrénées – et notamment les massifs les plus internes et les plus élevés (> 2000 m) – mais tend à s’estomper progressivement en allant vers l’est et en altitude. L’altitude variable des massifs – et les courants venant de Méditerranée sur la façade méridionale – tendent à moduler spatialement l’influence de ces courants atlantiques. Ainsi, le climat se refroidit notablement dans les massifs les plus internes de l’orogène (climat subocéanique froid) en raison des altitudes élevées (Fig. 2.10 ; Tabl. 2.1). Ce climat spécifique à la haute-montagne sous influence océanique caractérise la totalité de deux secteurs d’étude (Haute-Ésera et Haut-Vicdessos) et une large partie des deux autres.
Chronologie des glaciations pléistocènes
Les glaciations pléistocènes constituent un élément particulièrement important à prendre en compte dans l’histoire géologique des Pyrénées. Ce sont elles qui ont façonné la topographie de l’orogène telle qu’on l’observe actuellement. De fait, les durées et extensions de ces phases d’englacements posent une base autour de laquelle peut s’articuler l’appréciation de l’impact de l’érosion glaciaire et ses variations spatiales, sujet central de cette thèse. La question de l’extension et de la chronologie des glaciations pléistocènes est un travail initié à la fin du XIXème s. (Penck, 1883) et qui s’est poursuivi jusqu’aux années 1980- 90 principalement sur la base de la caractérisation et la datation relative des dépôts glaciaires (Alimen, 1964 ; Copons et Bordonau, 1997 ; Bordonau, 1992 ; Taillefer, 1960, 1961, 1967, 1969 ; Viers, 1961, 1963, 1968). Ce n’est qu’à partir des années 1980 et grâce aux progrès technologiques que le travail de datation absolue a pu débuter. La chronologie des glaciations pyrénéennes est ainsi relativement bien reconstruite grâce aux datations de matière organique contenue dans des couches sédimentaires lacustres pro- et juxta-glaciaires par radiocarbone (Andrieu et al., 1988 ; Delmas, 2005, 2008 ; García-Ruiz et al., 2003 ; González-Sampériz et al., 2006 ; Jalut et al., 1982, 1988, 1992 ; Vilaplana et Bordonau, 1989), datations U/Th de planchers stalagmitiques (Balakowicz et al., 1984 ; Sorriaux, 1981, 1982), datations par OSL (optically stimulated luminescence ; Lewis et al., 2009 ; Turu i Michels et Peña Moné, 2006) et par nucléides cosmogéniques sur moraines et planchers (Delmas et al., 2008, 2011 ; Palacios et al., 2015a ; Palacios et al., 2015b, 2017 ; Pallàs et al., 2006 ; Pallàs et al., 2010).
Glaciations pré-würmiennes
L’englacement des Pyrénées aurait débuté à la fin du Pliocène. Cette possibilité est suggérée par le croisement des données de paléo-LEG pléistocène (Delmas et al., 2015b) et l’altitude supposée de l’orogène à cette date, que celle-ci soit le résultat d’une surrection postorogénique (Gunnell et al., 2009 ; Ortuño et al., 2013) ou pas (Babault et al., 2005). L’englacement de l’orogène s’est poursuivi durant le Pléistocène au gré des alternances entre périodes glaciaires et interglaciaires. Les glaciations antérieures au Würm ne sont que très modestement renseignées à l’échelle de l’orogène. Néanmoins, des traces de fronts glaciaires pré-würmiens en aval (parfois de plusieurs kilomètres) de ceux du MIS 4 ou du Global LGM sont attestées dans de nombreuses vallées (Carol, Ariège, Garonne, Gaves de Pau, d’Aspe et d’Oloron, Aragon, Gallego, Vallira) et petits organismes glaciaires orientaux (Canigou, Madrès) (Fig. 2.11) (Calvet, 1996, 2004 ; Calvet et al., 2011). Les glaciers würmiens ont très certainement remanié l’essentiel des dépôts glaciaires antérieurs (des vestiges subsistent cependant localement : vallées du Carol, du Gállego, du Valira, et de l’Ariège notamment).
L’englacement würmien
La plupart des auteurs s’accordent sur un cycle glaciaire würmien des Pyrénées synchrone de celui des Alpes (Calvet et al., 2011). Les phases d’extension maximum pyrénéenne au sein du cycle glaciaire semblent cependant plus fluctuantes et dans une certaine mesure déconnectées des variations climatiques globales. En effet, les datations des moraines terminales de plusieurs vallées pyrénéennes démontrent un maximum d’extension würmien effectif relativement tôt au cours du Würm (i.e. MIS 5d, 5b, et 4 ; Rodès, 2008 ; Lewis et al., 2009 ; Pallàs et al., 2010b ; Delmas et al., 2011, Turu et al., 2016). Néanmoins, l’extension des glaces diffère sensiblement selon la façade de l’orogène considérée. Les glaciers atteignent jusqu’à 70 km de longueur (glacier de l’Ariège, lequel dépasse les limites du piedmont de l’orogène et atteint une altitude de ~350 m), et la LEG würmienne descend jusqu’à 1400-1800 m (Calvet, 2004 ; Delmas et al., 2011). Sur la façade sud, mais également dans l’extrémité orientale de l’orogène, la LEG ne descend pas en dessous de 2000-2300 m, et l’altitude minimale atteinte par les glaciers est de ~800 m (glacier du Gallego) pour une longer maximale ne dépassant pas ~40 km (Calvet, 2004 ; Delmas et al., 2011).
Une seconde phase d’extension maximale (atteignant pratiquement les fronts du MIE) est détectée au cours du MIS 2 – sur un intervalle de temps correspondant au Global LGM (last glacial maximum) ou le précédant légèrement (Fig. 2.11) – principalement dans la partie orientale des Pyrénées (vallées de la Têt, Carol, Malniu, Ariège, et Ribagorçana) (Pallàs et al., 2006 ; Delmas et al., 2008 ; Pallàs et al., 2010 ; Delmas et al., 2011). Durant le MIS 2, la partie occidentale de l’orogène – sous influence climatique atlantique – semble avoir plutôt enregistré une faible avancée des glaciers, ceux-ci restant très en amont des fronts atteints au MIS 4 voire 3 (Gallego, Aragon, Ossau, Gave de Pau, Garonne ; García-Ruiz et al., 2003 ; González-Sampériz et al., 2006). Une telle différence de réaction des glaciers entre l’est et l’ouest de la chaîne est probablement à mettre au compte de la zone de basse-pression atmosphérique baléarique centrée sur la Méditerranée (Calvet et al., 2011). Aux latitudes des Pyrénées, cette dernière devait être plus active que les trains de perturbations d’origine atlantique au MIS 2 en raison d’une position du front polaire plus méridionale qu’actuellement et d’eaux plus chaudes en Méditerranée que dans le golfe de Gascogne (Florineth and Schlüchter, 2000 ; Hughes and Woodward, 2008 ; Delmas et al., 2011).
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Table des matières
Introduction générale
1. Contexte scientifique
1.1. L’efficacité relative de la dénudation glaciaire
1.2. Evolution de l’amplitude du relief en contexte englacé
1.3. La dénudation en contexte paraglaciaire
2. Cadre de la thèse
2.1. Objectifs de la thèse et stratégie d’approche
2.2. Organisation du mémoire
Chapitre 1. L’évolution du relief au Quaternaire : focus sur les zones d’altitude en contexte glaciaire et paraglaciaire
1. Introduction I
2. Les glaciers : des agents d’érosion lents mais efficaces
2.1. Le mouvement des glaciers
2.1.1. Le bilan de masse
2.1.2. Les différents types de mouvements de la glace
2.2. La dénudation par les glaciers
2.2.1. L’incision du lit glaciaire
2.2.1.1. L’abrasion sous-glaciaire
2.2.1.2. L’arrachage de blocs ou quarrying
2.2.1.3. Processus liés aux écoulements d’eau sous-glaciaire
2.2.1.4. Mesure de l’abrasion et de la dénudation des planchers
2.2.2. Le recul des murailles
2.2.2.1. Le démantèlement des murailles
2.2.2.2. La rimaye : un rôle pivot dans le développement des cirques
2.2.2.4. Quantification du recul des parois
2.3. L’efficacité de la dénudation glaciaire
2.3.1. Variations temporelles
2.3.2. Variations latitudinales
2.3.3. Les glaciers constituent-ils les agents d’érosion les plus efficaces ?
3. Les formes générées par la dénudation glaciaire dans les zones culminantes : les cirques et bassins versants d’altitude
3.1. Les cirques : zones de contrôle de l’altitude des sommets
3.1.1. Définition et formes
3.1.2. L’évolution allométrique des cirques sur le long-terme
3.1.3. Un développement tendant vers un état d’équilibre dynamique ?
3.1.4. La possibilité d’une dénudation accrue lors des glaciations restreintes
3.2. Les bassins versants d’altitude
3.2.1. Problématiques de la dénudation à l’échelle d’un bassin versant
3.2.2. La dénudation des bassins versants
3.2.3. Mécanisme de diffusion de l’érosion
3.2.4. Les sols : catalyseurs de l’altération ?
3.2.5. Le contexte paraglaciaire
4. Les possibilités d’évolution d’un relief englacé
4.1. Le « glacial buzzsaw » ne peut pas tout
4.2. La dénudation au niveau de la LEG comme chef d’orchestre ?
4.2.1. Les glaciations restreintes
4.2.2. Les glaciations étendues
4.2.3. Modulations liées au climat et à la tectonique
4.3. L’exagération du relief préglaciaire : un passage obligé
4.3.1. Conditions de mise en place : tectoniques et climat
4.3.2. L’impact ponctuel de la lithologie : l’exemple des « Teflon Peaks »
4.3.3. Une phase transitoire ?
5. Conclusion partielle I
Chapitre 2. Les Pyrénées, un orogène de collision intracontinentale modérément impacté par les glaciations pléistocènes
1. Introduction
2. Cadre géologique
2.1. Grands ensembles lithostructuraux
2.2. Les formations géologiques de la Zone Axiale
2.2.1. Terrains sédimentaires à méta-sédimentaires paléozoïques
2.2.2. Batholites granitiques carbonifères
2.2.3. Dômes gneissiques ordoviciens/carbonifères
87Table des matières
2.2.4. L’érosion des formations cristallines
2.3. Collision et orogenèse alpine
2.4. Évolution post-orogénique et formation des surfaces d’aplanissement
3. Un climat entre influences océaniques et méditerranéennes
3.1. Aires de répartition des influences climatiques
3.2. Variations climatiques locales
4. Chronologie des glaciations pléistocènes
4.1. Glaciations pré-würmiennes
4.2. L’englacement würmien
4.3. La déglaciation ou Late Glacial-Interglacial Transition (LGIT)
4.3.1. Dryas Ancien (GS-2.1a)
4.3.2. Bølling-Allerød (GI-1e à GI-1a) et Dryas Récent (GS-1)
4.4. L’Holocène et le Petit Age de Glace
5. L’impact des glaciations pléistocènes sur la topographie
5.1. Un impact contrasté entre Pyrénées centrales et orientales
5.2. Les surfaces paléiques
5.3. Les cirques des Pyrénées
5.4. Une réponse paraglaciaire faible
6. Focus sur les secteurs d’étude
6.1. La Haute-Ésera : un secteur de haute altitude encore englacé
6.1.1. Géologie
6.1.2. Impact des glaciations quaternaires
6.1.3. Chronologie de la déglaciation
6.1.4. Conditions climatiques locales
6.2. Haut-Vicdessos : une haute topographie très abrupte et déglacée
6.2.1. Géologie
6.2.2. Impact de glaciation quaternaires
6.2.3. Chronologie de la déglaciation
6.2.4. Conditions climatiques locales
6.3. Aston-Beille : entre plateaux et zones de cirques
6.3.1. L’omniprésence des terrains orthogneissiques
6.3.2. Impact géomorphologique des glaciations quaternaires
6.3.3. Chronologie de la déglaciation
6.3.4. Conditions climatiques locales
6.4. Carlit-Cerdagne : l’imposante préservation des plateaux d’altérites
6.4.1. Géologie
6.4.2. Impact des glaciations quaternaires
6.4.3. Chronologie de la déglaciation
6.4.4. Conditions climatiques locales
7. Conclusion partielle II
Chapitre 3. L’association des outils NCT, SIG et de mesure in situ pour étudier la variabilité spatio-temporelle de la dénudation
1. Introduction III
2. Les nucléides cosmogéniques terrestres produits in situ
2.1. Les rayons cosmiques ne sont pas de notre galaxie
2.2. Accumulation des NCT à la surface terrestre
2.3. Description du protocole analytique
2.3.1. Les taux de production brut (scaling factors)
2.3.2. Les corrections topographiques
2.3.3. L’épaisseur du manteau neigeux (snow shielding)
2.3.3.1. Calcul de la correction
2.3.3.2. Origine des valeurs utilisées
2.3.4. Protocole chimique et détermination de la concentration en NCT
2.3.4.1. Broyage et tamisage
2.3.4.2. Elimination des minéraux non quartzeux
2.3.4.3. Elimination du 10Be atmosphérique
2.3.4.4. Dissolution totale
2.3.4.5. Récupération du béryllium
2.3.4.6. Mesure de la concentration en NCT par Spectromètre de masse par Accélérateur (SMA)
3. La dénudation dans les cirques à l’échelle d’un cycle glaciaire-interglaciaire
3.1. Les mesures NCT sur surfaces rocheuses
3.1.1. La datation des blocs morainiques
3.1.2. L’appréciation de la dénudation sur plancher
3.1.3. Taux de dénudation sur surfaces ayant atteint le steady-state
3.2. La mesure SIG des volumes sédimentaires d’origine glaciaire
3.2.1. Les méthodes de mesure des formations glaciaires du PAG
3.2.1.1. Moraines : mesure par interpolation intégrale (MII)
3.2.1.2. Cônes proglaciaires : mesure par interpolation par transects (MIT)
3.2.2. L’incertitude analytique associée
3.2.3. Calcul des taux d’érosion
4. La dénudation à l’échelle des bassins versants à l’Holocène
4.1. Taux de dénudation dans des bassins versants
4.1.1. Stratégie d’échantillonnage
4.1.2. Problématiques relatives aux bassins versants
4.1.2.1. Lithologie et minéral-cible
4.1.2.2. La connectivité du réseau hydrographique
4.1.2.3. Temps de transit et stocks sédimentaires
4.1.2.4. Les phénomènes de subsurface : la problématique des sols
4.1.2.5. Les mouvements gravitaires de masse
4.1.2.6. L’impact des glaciers actuels et holocènes
4.2. L’appréciation de la dénudation aérienne holocène en altitude
5. Conclusion partielle III
Chapitre 4. Dénudation sous-glaciaire et amplitude du relief : approche quantitative à l’échelle d’un cycle glaciaire– interglaciaire complet, le Würm
1. Introduction IV
Partie I. Les zones de cirques
2. Article
3. Principaux points de discussion
3.1. Des apports sur la chronologie de la déglaciation
3.2. Une méthode innovante de quantification de la dénudation
3.3. L’accélération de la dénudation glaciaire au LGIT et à l’Holocène
3.4. L’accroissement de l’amplitude du relief
Partie II. Les zones de plateaux
4. Stratégie d’échantillonnage
5. La situation des sites d’échantillonnage
5.1. Les plateaux externes du sud-Carlit
5.2. Les plateaux internes du sud-Carlit
5.3. Le plateau de Beille
6. Résultats et interprétations
6.1. Les plateaux du sud-Carlit
6.2. Le plateau de Beille
7. Discussion
7.1. Apports sur la chronologie de la déglaciation
7.1.1. Plateau de Beille
7.1.2. Plateaux du Carlit
7.2. Les modalités de la dénudation des tors par les glaciers
7.2.1. La dénudation nulle du tor de Prat de Moll
7.2.2. La question du régime basal de la glace du plateau de Beille
7.2.3. Un glacier à base tempérée dans le Carlit
7.3. La dénudation des plateaux
7.3.1. Variabilité de la dénudation des altérites
7.3.2. L’abaissement des tors selon l’englacement
7.3.3. Evolution des topographies déglacés
7.3.4. Evolution des topographies englacées
7.4. Comparaison des données de plateaux et de cirques
7.4.1. La variabilité de la dénudation
7.4.2. Evolution du relief à l’échelle du cycle würmien
8. Conclusion partielle IV
Chapitre 5. Focus sur l’érosion glaciaire holocène : approche par quantification topométrique des volumes sédimentaires sous SIG dans les cirques du massif de la Maladeta
1. Introduction V
2. Contexte géographique : les cirques du massif de la Maladeta
2.1. Les cirques quaternaires
2.2. Description des bassins glaciaires du PAG
2.2.1. Aneto
2.2.2. Barrancs et Tempestades
2.2.3. Maladeta
2.2.4. Creguenya
2.2.5. Corones
2.2.6. Lloses
2.2.7. Salenques
3. Méthode : de la quantification des volumes sédimentaires au calcul des taux d’érosion glaciaire et périglaciaire à l’Holocène
3.1. Caractéristiques des dépôts mesurés
3.1.1. Les cordons morainiques du PAG
3.1.2. Les cônes proglaciaires du PAG
3.1.3. Masses volumiques du matériel sédimentaire
3.2. Caractérisation des surfaces réelles de production
3.2.1. Étendue et dimensions
3.2.2. Altitudes
3.2.3. Pente
3.2.4. Profil en long
3.2.5. Les murailles
4. Résultats
4.1. Les surfaces de production
4.1.1. Étendue et dimensions
4.1.2. Altitudes
4.1.3. Pente
4.1.4. Profils de pente
4.1.5. Paramètres des murailles
4.2. Volumes de till, tranches érodées et taux d’érosion glaciaire
5. Discussion
5.1. Fiabilité et limite des mesures
5.1.1. L’incertitudes liée aux processus d’érosion et aux dépôts morainiques hérités
5.1.2. Incertitudes autour des valeurs d’érosion, cirque par cirque
5.1.2.1. Aneto
5.1.2.2. Barrancs
5.1.2.3. Corones
5.1.2.4. Creguenya
5.1.2.5. Lloses
5.1.2.6. Maladeta
5.1.2.7. Salenques
5.1.2.8. Tempestades
5.2. Une érosion dans les « normes » mondiales
5.3. Comparaison avec les données de dénudation 10Be sur planchers
5.4. Conséquences pour la surrection pyrénéenne
5.5. Variabilité de l’érosion au sein du massif de la Maladeta
5.5.1. Importance de l’exposition des cirques
5.5.2. Influence du climat et de la topographie locale sur le gradient de masse
5.5.3. Rôle des murailles
6. Conclusion partielle V
Chapitre 6. Dénudation dans les bassins versants des Pyrénées centrales et orientales
Introduction VI
Partie I : caractérisation des bassins versants
1. Les caractéristiques morphométriques
1.1. Stratégie d’échantillonnage : différents types de bassins versants
1.2. Des marqueurs de l’impact des glaciations quaternaires
1.3. Englacement et enneigement holocènes
2. Cartographie géomorphologique
2.1. Hydrographie et connectivité
2.2. Lithologie et production de NCT
2.3. Les différentes surfaces de production sédimentaire potentielles
2.3.1. Les différents types de substrats-ensembles
2.3.1.1. Les surfaces rocheuses saines sans végétation
2.3.1.2. Les surfaces végétalisées (couvert herbeux et arbustif)
2.3.1.3. Les surfaces végétalisées (couvert forestier)
2.3.1.4. Les surfaces de plateaux
2.3.2. Les différents types de dépôts
2.3.2.1. Les moraines/dépôts de till
2.3.2.2. Les dépôts alluviaux/colluviaux
2.3.2.3. Les glaciers rocheux et tabliers d’éboulis
Partie II : la dénudation moyenne des bassins versants
3. Résultats
3.1. Dénudation des surfaces rocheuses saines
3.2. Résultats d’analyse par 10Be
Les concentrations en NCT
Les taux de dénudation
Les temps d’intégration
3.3. Lien entre dénudation et paramètres morphométriques
4. Discussion
4.1. Interprétation des résultats en fonction des bassins versants
4.1.1. Haute-Esera
4.1.1.1. Maladeta
4.1.1.2. Aneto
4.1.1.3. Creguenya
4.1.1.4. Vallibierna
4.1.1.5. Esera
4.1.2. Haut-Vicdessos
4.1.2.1. Artigue
4.1.2.2. Escale
4.1.2.3. Haut-Vicdessos
4.1.3. Aston-Beille
4.1.3.1. Artarante
4.1.3.2. Gargante et Mourègnes
4.1.3.3. Aston
4.1.4. Carlit-Cerdagne
4.1.4.1. Grave
4.1.4.2. Mesclan d’Aygues
4.1.4.3. Estagnets
4.1.4.4. Brangoli
4.1.4.5. Bena
4.1.4.6. El Raür
4.1.4.7. Salit
4.1.4.8. Egat
4.2. Comparaison des taux pyrénéens
4.2.1. Bassin versant de la Têt
4.2.2. Bassin versant de l’Ebre
4.2.3. Bassin versant de la Garonne
4.3. Le contrôle exercé par la déclivité des versants
4.3.1. Les bassins versants des plateaux
4.3.2. Les vallées stables des Pyrénées centrales
4.3.3. Les bassins versants « instables » ou partiellement englacés
4.4. Taux de dénudation et implications géodynamiques
4.5. L’impact des glaciers dans la dénudation
4.5.1. L’efficacité des dynamiques glaciaires
4.5.2. Le rôle des glaciers a posteriori sur la dénudation holocène
5. Conclusion partielle VI
Conclusion générale
1. Quantification de la dénudation sur différents objets géomorphologiques à différentes échelles de temps
1.1. L’abaissement des planchers de cirque au cours d’un cycle glaciaire-interglaciaire
1.2. Le démantèlement des crêtes supraglaciaires
1.3. L’érosion des cirques au Néoglaciaire
1.4. L’abaissement des surfaces de plateaux
1.5. La dénudation des bassins versants d’altitude
2. Variations de l’amplitude du relief
2.1. A l’échelle d’une période glaciaire : le Würm
2.2. A l’échelle d’un interglaciaire : l’Holocène
2.3. A l’échelle d’un cycle glaciaire-interglaciaire
3. Impact des processus d’érosion et du pré-conditionnement topographique par l’englacement quaternaire
3.1. La déstabilisation des versants
3.2. La composante sédimentaire du contexte paraglaciaire
4. Implications géodynamiques
5. Bilan et perspectives
Bibliographie
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